Caraterísticas dos Grãos em Termos de Distribuição Granulométrica

Uma amostra bem graduada, sem predominância de partículas com um mesmo diâmetro, que tenha sido compactada, ou seja, submetida a um processo mecânico de diminuição do índice de vazios ou densificada através de vibração mecânica, poderá apresentar um bom entrosamento entre grãos, com as partículas menores ocupando o

espaço entre as maiores. Então quanto melhor distribuído granulometricamente o material granular, melhor será o entrosamento existente entre as partículas e consequentemente um melhor comportamento tensão-deformação ocorrerá, portanto maior será sua resistência ao cisalhamento.

O entrosamento dos grãos pode sofrer significantes modificações em função das proporções de grãos grossos e finos que compõem o solo, como explicado por SOUZA PINTO (1966), citado por OLIVEIRA FILHO (1987), que exemplificou duas situações com diferentes proporções de grãos. Na primeira considerou que uma areia tinha 20% de grãos grossos e 80% de grãos finos, afirmando que o seu comportamento era determinado principalmente pelas partículas finas, pois as partículas grossas ficavam envolvidas pela massa de partículas finas, pouco colaborando no entrosamento. Na segunda situação, considerou uma areia com 80% de grãos grossos e 20% de grãos finos e afirmou que os grãos finos tendiam a ocupar os vazios entre os grossos, aumentando o entrosamento e consequentemente o ângulo de atrito drenado.

Segundo LAMBE & WHITMAN (1979) o tamanho médio das partículas tem pouca influência na resistência de solos granulares quando são mantidas as outras características (mesmos minerais; curvas granulométrica paralelas, ou seja, mesmo coeficiente de uniformidade). Como por exemplo, o maior entrosamento inicial nas areias com grãos mais grossos é compensado por um maior grau de ruptura e fraturamento destas partículas, devido a presença de maiores pressões de contados.

Considerando a forma dos grãos que compõe um solo granular, OLIVEIRA FILHO (1987) os separou em três aspectos: a esferecidade (relação média entre a maior e a menor dimensão), o arredondamento (forma dos cantos) e a rugosidade da superfície. OLIVEIRA FILHO (1987) afirmou que as areias constituídas por grãos arredondados apresentam ângulos de atrito sensivelmente menores do que as areias de grãos angulares e ou muito alongados. Isto ocorre em função do atrito entre as partículas em consequência de uma rugosidade superficial menor, ou seja, partículas com menores rugosidades superficiais tem reduzido o valor de ϕu e consequentemente o valor do

A quebra de grãos ocorre quando o solo é sujeito a altos níveis de tensões, geralmente, provocando uma curvatura na envoltória de resistência. Em geral estes níveis de tensão são superiores aos níveis máximos em obras de engenharia, que são em torno de 700 kPa (OLIVEIRA FILHO, 1987). Para baixos níveis de tensões pode-se considerar que a resistência dos grãos exerce pouca influência no comportamento dos solos granulares (LAMBE & WHITMAN, 1979). Mas podem existir obras especiais que solicitam o solo de maneira mais severa como nas grandes barragens, onde nestes casos OLIVEIRA FILHO (1987) afirma que a mineralogia e a resistência dos grãos podem assumir um papel significativo na avaliação do desempenho dos materiais granulares, possibilitando a ocorrência de quebra de grãos individuais ou de grumos do solo, modificando granulometricamente o solo.

3.4.2. Compacidade e Arranjo Estrutural

Analisando o efeito da compacidade dos solos arenosos, TAYLOR (1948) realizou ensaios drenados em areias com diferentes compacidades iniciais, como pode ser observado na Figura 3.6, onde estão apresentados os resultados de dois ensaios drenados, com amostra densa e com amostra fofa. Ao analisar a Figura 3.6 pode-se perceber que à medida que decresce o índice de vazios, ou seja, o solo passa de um estado fofo para um compacto, aumenta a tensão desviadora na ruptura (σ’1 - σ’3), o que

significa um aumento na resistência ao cisalhamento drenado e um aumento cada vez maior no módulo de deformação do solo (relação entre os incrementos da tensão desviadora e da deformação específica vertical) levando o solo compacto à apresentar uma deformação axial, na ruptura, menor que a do solo fofo.

Verifica-se também que as curvas tensão-deformação dos solos compacto e fofo são bastante diferentes quando se considera seu comportamento pós-ruptura (Figura 3.6). No caso dos solos compactos, pode-se observar que, após atingirem a ruptura, apresentam uma visível queda de resistência, que tende a estabilizar com o aumento das deformações. Já o aspecto da curva representativa das amostras fofas apresenta pouca ou nenhuma redução na resistência ao cisalhamento após atingida a ruptura.

ε τ Densa Fofa _ε ΔV (-) Densa Fofa ΔV (+) ε e Densa Fofa ΔV = V_f– V_i ε τ ε τ Densa Fofa _ε ΔV (-) Densa Fofa ΔV (+) ε e Densa Fofa ΔV = V_f– V_i

Figura 3.6 – Curvas típicas de tensão-deformação para areias fofas e compactas.

Para o caso de variações de volume, independentemente do índice de vazios inicial, a variação de volume é inicialmente de compressão, ou seja, o volume da amostra diminui. No caso de uma amostra fofa, o volume decresce durante todo o ensaio, tendendo a estabilizar-se para grandes níveis de deformações. Já a amostra compacta sofre ligeira compressão inicial para depois, com o aumento das deformações, começar a expandir, sendo a expansão contínua durante todo o ensaio e tendendo a estabilizar após grandes deformações. Para as amostras densas o índice de vazios inicial tem um valor inicialmente baixo, mas com o aumento do volume durante o cisalhamento, este valor aumenta e tende a se estabilizar para grandes níveis de deformações. Enquanto as amostras fofas diminuem seu índice de vazios, inicialmente alto, a um valor aproximado ao índice de vazios de estabilização das amostras densas (Figura 3.6).

Esta redução do índice de vazios em uma amostra fofa pode acarretar à geração de poro- pressão positiva durante a ruptura da amostra, em condições não-drenadas, e se este valor de poro-pressão for muito alto, a ponto de se igualar a tensão total, a tensão efetiva pode tender a zero e a areia passa a se comportar como um fluido. Este processo é conhecido como liquefação de areias, e geralmente ocorre em depósitos formados com areia fina, fofa, saturadas e confinadas quando sujeitas a carregamentos dinâmicos, como terremotos, vibrações devido a explosões, trafego pesado e grandes deformações induzidas por carregamentos.

A estrutura dos solos granulares, considerando um mesmo índice de vazios, pode apresentar diferentes arranjos de grãos, apresentando comportamentos distintos de um arranjo para o outro. Estes diferentes arranjos podem ocorrer em função do método

utilizado para preparação de amostras, que acarretam a formação de corpos de prova não uniformes (TATSUOKA et. al., 1979). Segundo OLIVEIRA FILHO (1987) no campo a formação do solo também pode condicionar a sua estrutura, como exemplo pode-se citar a formação de um depósito natural, quando depositado sob a ação da gravidade, mostrando uma anisotropia em termos de resistência ao cisalhamento. Esta ocorrência pode ser em função do alinhamento preferencial das partículas ao se depositarem, sendo chamado este fenômeno de acamamento. Assim maiores parâmetros de resistência ocorrem para carregamentos na mesma direção de deposição e menores valores de resistência para a direção perpendicular.